印度尼西亞/蘇門答臘的地質

蘇門答臘島是西北走向的地理特徵，位於巽他大陸的西緣，是歐亞大陸板塊的南部延伸（圖 2.1）。蘇門答臘島面積約 435,000 平方公里，從北部的亞齊特區到南部的丹戎卡朗長約 1650 公里。其寬度在北部約為 100-200 公里，在南部約為 350 公里。該島的主要地理趨勢線相當簡單。其脊樑是由巴里山脈形成的，它沿著西側延伸。該地區將西海岸和東海岸隔開。印度洋的坡度通常很陡峭，因此西帶大多是山區，但蘇門答臘北部的兩個低地海灣除外，它們大約 20 公里寬。該島的東帶覆蓋著廣闊的、起伏的第三紀地層和沖積低地。在亞齊的鑽石角，這個低矮的東帶約有 30 公里寬；在蘇門答臘中部和南部，它的寬度增加到 150-200 公里。

據解釋，蘇門答臘島是在晚前第三紀時期由離散的小大陸碰撞和縫合形成的（Pulunggono 和 Cameron 1984，Barber 1985）。如今，印度洋板塊正在以每年 6 到 7 釐米的速度沿 N20oE 方向俯衝到歐亞大陸板塊之下（圖 2.2）。這個斜向匯聚帶以活躍的巽他島弧-海溝系統為標誌，該系統從北部的緬甸一直延伸到澳大利亞板塊與印度尼西亞東部發生碰撞的南部（Hamilton 1979）。蘇門答臘的盆地構造與俯衝引起的非火山前弧和火山-深成岩後弧的存在直接相關，後者是該島的形態-構造脊樑。

總的來說，該地區可以分為 6 個區域（圖 2.1）

1. 巽他外弧隆起，位於巽他前弧盆地的活動邊緣，將它與海溝斜坡隔開。

2. 巽他前弧盆地，位於增生的非火山外弧隆起（包括淹沒部分）與蘇門答臘的火山後弧之間。

3. 蘇門答臘後弧盆地，包括蘇門答臘北部、中部和南部盆地。該系統在巴里山脈山腳下形成了獨特的凹陷。

4. 巴里山脈，佔據該島的軸心部分，主要由二疊紀-石炭紀到中生代岩石組成。

5. 蘇門答臘島弧內或山間盆地，由後來的隆起和侵蝕與這個以前沉積區分離，因此與前弧和後弧盆地具有相似的巖性。

2.1. 巽他外弧隆起

巽他非火山外弧隆起標誌著西蘇門答臘巽他前弧盆地的西緣。這條位於西蘇門答臘海岸外 100 到 150 公里的島嶼和海底隆起鏈，形成了一個構造控制的地形隆起，寬度近 200 公里（Karig 等人，1979），從安達曼海延伸到爪哇東南方向。尼亞斯島、錫默盧埃島和巴尼亞克島的巖性代表了巽他外弧隆起的一般地層。本章以尼亞斯島和錫默盧埃島為例，介紹了巽他外弧隆起的地質。

2.1.1. 尼亞斯島（摘自 Situmorang, B & Yulihanto, B., 1992）

尼亞斯島位於蘇門答臘島西海岸約 125 公里處（圖 2.1），它經常被引用為增生複合體的典型模式（圖 2.3）。尼亞斯的巖性分為兩個主要單元，即奧約複合體和尼亞斯組（圖 2.4）。這兩個單元之間的接觸面在野外尚未觀察到。

2.1.1.1. 奧約複合體混雜巖

Moore 和 Karig（1980）將奧約複合體描述為構造混雜巖。在尼亞斯島，奧約複合體的露頭被視為孤立的巖塊和巨礫，出現在河段、沿公路段和海岸露頭。該複合體由沉積岩塊組成，包括礫岩、砂岩和粉砂岩，以及次要的基性深成岩、枕狀玄武岩和燧石（Harbury 等人，1990）。砂岩塊是該島西南部的主要碎屑型別，而枕狀玄武岩和輝長岩構成了一些最大的巖塊（直徑高達 200 米），主要出露在尼亞斯島西海岸（圖 5）。

從結構上來說，沉積礫石是亞成熟的到成熟的碎屑，主要為次稜角狀到圓形、分選良好的沉積物，並且要麼是粒支撐的，要麼是基質支撐的。在混雜巖存在的地方，滑坡經常發生，可以觀察到奧約複合體的原生基質。在尼亞斯島中部（莫伊河）和西南部的尼亞斯島，混雜巖的良好露頭暴露在外。基質形成了典型的鱗狀粘土，具有高密度的彎曲拋光剪切面。奧約複合體的時代透過古生物學分析尚未確定。

2.1.1.2. 尼亞斯組

覆蓋在奧約複合體之上，可能存在不整合接觸，是一系列尼亞斯組的碎屑沉積物，從淺海到深海沉積物，在該島東部沿線有很好的暴露（圖 2.4 & 2.5）。它由粗粒到細粒砂岩、礫岩、泥岩、頁岩和石灰岩組成。尼亞斯組的時代被以前的作者解釋為早中新世-上新世。相反，Situmorang & Yulihanto（1992）的野外工作表明，尼亞斯組的下部是上漸新世。

2.1.2. 錫默盧埃島

錫默盧埃島略微偏離走向，位於尼亞斯島的西北方向（圖 2.1）。這個島嶼的地質與尼亞斯島大體相似，即混雜巖覆蓋在互層砂岩和粉砂岩層序之上，其中部分層序以生物碎屑石灰岩為主。雖然巖性確實存在差異，但這兩個島嶼之間最顯著的區別在於構造風格。

2.1.2.1. 西包輝長岩組

該島上暴露的最古老岩石是由西包輝長岩組代表的（Situmorang 等人，1987；圖 2.4）。西包輝長岩組主要由變質火成岩組成，以過渡性接觸為主。蛇綠岩與該地區部分確定的重力高密切相關，表明基性火成岩形成了一個主要巖體，延伸到地下幾公里深（J. Milsom，個人通訊，1990）。在該組中鑑定的巖性包括輝長岩、變質輝綠岩和變質火山岩，所有這些岩石中都含有豐富的綠泥石和綠簾石，表明這些岩石都是低階變質岩。岩石測年表明，西包輝長岩組和巴魯混雜巖組在晚始新世到早漸新世之間發生了變質作用（Harbury & Kallagher, 1991）。

2.1.2.2 巴魯混雜巖組

Situmorang 等人（1987）將巴魯混雜巖組描述為與西包輝長岩組頂部玄武岩處於構造（逆衝）接觸狀態（圖 2.4）。混雜巖中的巖塊包括細粒的、含雲母的砂岩，其中一些被壓碎；非常堅固的、弱剪下的、含雲母的泥岩；分選差的變質灰色巖；富鐵變質輝綠岩；角礫狀變質玄武岩；變質火山岩和富含方解石的、岩石碎屑和晶屑凝灰岩。混雜巖中的巖塊直徑可能超過 10 米。直徑為 5-10 釐米的小巖塊通常被包裹在含有一部分有機物的粘性藍灰色粘土基質中，或被裂解的泥岩基質包裹。混雜巖塊或粘土基質內的任何層理或其他沉積學特徵都無法用於確定巴魯混雜巖組的地層底部或頂部。混雜巖中不同巖性的巖塊在露頭區域的明顯隨機分佈表明混雜巖是未分選的。該組的厚度估計約為 200 米。

2.1.2.3 艾曼尼斯石灰岩組

艾曼尼斯石灰岩組在錫默盧埃島中東部形成了一個西北-東南走向的隆起。該組的厚度約為 260-350 米，由生物礁、生物堆（由原位珊瑚組成）和生物碎屑石灰岩組成。該組的大部分由生物碎屑石灰岩組成